Agradecimentos
Antes de mais, devo um enorme agradecimento aos meus professores e orientadores, Professor Fernando Noronha e Dra. Alexandra Guedes, pela oportunidade e pelo prazer de trabalhar neste tema fascinante, e pelo tempo e conhecimentos disponibilizados.
Aos meus “palhações”, amigos e colegas de faculdade, que me apoiaram e nunca duvidaram de mim. Obrigado pelo companheirismo, amizade, pelos momentos de descontração e de parvoíces e por me fazerem sorrir mesmo em dias menos bons. Ao Filipe, companheiro de vida pessoal e académica, agradeço por todo o amor, paciência e incentivo dado ao longo destes seis anos. Obrigada pelo apoio incondicional e por acreditares em mim, foste um pilar importante durante este tempo todo.
Por fim, agradeço à minha família, em especial à minha querida Mãe, pela enorme paciência, por todo o apoio e incentivo manifestados. Obrigada pela ajuda, não só ao longo de todo este percurso mas também ao longo da minha vida.
Resumo
No sentido de contribuir para o estudo de pegmatitos graníticos da zona Centro de Portugal e em particular do papel dos fluidos hidrotermais na sua génese, procedeu-se ao estudo de inclusões fluidas contidas em berilo e litiofilite de pegmatitos pertencentes à denominada "Cintura pegmatítica Centro-Ibérica", nomeadamente nas estruturas pegmatíticas de Companheiro (Sátão) e Mesquitela (Mangualde).
O estudo petrográfico, microtermométrico e de espectrometria Raman levados a cabo no berilo do pegmatito do Companheiro, revelaram a importância de fluidos aquosos de baixa salinidade (H2O-NaCl) na deposição deste mineral a temperaturas e
pressões de aprisionamento de 350 oC e 300 - 500 MPa. Os fluidos aquosos com CH4
e N2, contidos na litiofilite do pegmatito de Mesquitela foram aprisionados em
condições de temperatura entre os 330 e os 500 ºC e pressões entre 150 e 300 MPa, coincidindo com as condições P-T dos fluidos aquo-carbónicos do sistema H2O-CO2
-(CH4-N2-NaCl) estudados no quartzo do pegmatito de Companheiro. Por último, os
fluidos aquosos presentes na litiofilite foram aprisionados em condições de temperatura entre os 250 e os 400 ºC e pressões entre 100 e 250 MPa.
A formação destes minerais, e consequentemente dos fluidos contidos neles, parece seguir uma tendência de mais altas para mais baixas condições de pressão e temperatura. As condições P-T definidas para a formação do berilo de Companheiro correspondem a um estádio pegmatítico pneumatolítico e as condições P-T definidas para a formação dos fluidos estudados da litiofilite já correspondem a um estádio hidrotermal, onde os fluidos aquosos se formaram posteriormente aos fluidos com CH4
e N2.
Palavras-chave: Pegmatitos, Inclusões fluidas, Berilo, Litiofilite, Microtermometria,
Abstract
In order to contribute to the study of the genesis of granitic pegmatites of Central Portugal and in particular the role of hydrothermal fluids on its genesis, fluid inclusion studies were carried in beryl and lithiophillite from the “Central Iberian Pegmatite Belt", namely the pegmatitic structures of Companheiro (Sátão) and Mesquitela (Mangualde).
The Petrographic study, microthermometric and Raman microspectrometric carried out on Beryl of the “Companheiro” pegmatite, revealed the importance of low-salinity aqueous fluids on mineral deposition at temperatures and pressures of entrapment of 350 ºC and 300-500 MPa. The aqueous fluids with CH4 and N2,
contained in the lithiophilite of the Mesquitela pegmatite were trapped at temperature conditions of between 330 and 500 ºC and pressures between 150 and 300 MPa, coinciding with the P-T conditions of the aquo-carbonic fluids system H2O-CO2 (CH4
-N2-NaCl) studied in quartz from Companheiro pegmatite. Lastly, the aqueous fluids
present in lithiophilite were trapped at temperature conditions between 250 and 400° C and pressures between 100 and 250 MPa.
The formation of these minerals, and consequently of the fluids contained within them, seems to follow a trend of higher to lower pressure and temperature conditions. P-T conditions set for the formation of the “Companheiro” beryl correspond to a pneumatolytic pegmatitic stage and the P-T conditions defined for the formation of fluids studied the lithiophilite correspond to a hydrothermal stage, where the aqueous fluids formed subsequently to fluids with CH4 and N2.
Keywords: Pegmatites, Fluid inclusions, Beryl, Lithiophilite, Microthermometry, Raman
Índice
Agradecimentos ... V Resumo ... VI Abstract ... VII Índice ... VIII Lista de figuras ... XI Lista de tabelas ... XIV Lista de abreviaturas ... XV CAPÍTULO 1 - Introdução ... 17 1.1– Objetivos ... 18 1.2 – Estado da arte ... 19 1.3 – Pegmatitos ... 21 1.3.1 – Mineralogia e geoquímica ... 21 1.3.2 - Zonamentos ... 22 1.3.2.1 - Zonamento regional ... 22 1.3.2.2 - Zonamento interno ... 23 1.3.3 – Profundidade ... 25 1.3.5 - Ambiente metamórfico ... 251.3.4 – Condições de pressão e temperatura ... 26
1.3.6 - Classificação dos pegmatitos ... 27
1.3.7 - Génese dos pegmatitos ... 29
1.3.7.1 – Processos hidrotermais ... 30
1.3.7.2 - Modelo de Jahns & Burnham (1969) ... 31
1.3.7.3 - Voláteis e fundentes – agentes de fluxo ... 32
1.3.7.4 - “Constitutional zone-refining” ... 33
1.3.7.5 - Gel silicatado ... 34
1.3.7.6 - “Melt Inclusions” – Miscibilidade vs. Imiscibilidade ... 34
1.3.8 – Inclusões fluidas ... 35
1.3.8.2 - Associação de inclusões fluídas (fluid inclusion assemblage – FIA) ... 38
1.3.8.3 – Classificação quanto à composição dos fluidos e número de fases presentes ... 40
CAPÍTULO 2 - Enquadramento geográfico e geológico ... 43
2.1 – Enquadramento geográfico ... 44
2.2 – Enquadramento geológico ... 45
2.2.1 – Geologia Regional ... 45
2.2.2 – Campos pegmatíticos ... 47
2.2.2.1 - “Pegmatito do Companheiro” ... 48
2.2.2.2 - “Pegmatito de Mesquitela – Mangualde” ... 50
CAPÍTULO 3 - Materiais e técnicas de estudo ... 53
3.1 - Materiais e técnicas de estudo ... 54
3.1.1 – Microtermometria ... 55
3.1.2 - Micro-espectrometria Raman ... 57
3.1.3 – Composição e densidade globais... 58
3.1.4 – Nomenclatura utilizada ... 60
3.1.5 – Determinação das condições P-T ... 60
CAPÍTULO 4 - Resultados ... 63
4.1 - Estudo das inclusões fluídas do berilo do pegmatito de “Companheiro” ... 64
4.1.1 – Aspeto geral das inclusões ... 64
4.1.2 - Resultados obtidos ... 68
4.1.2.1 – Microtermometria... 68
4.1.2.2 – Espectrometria Raman ... 71
4.1.2.3 – Composição global ... 72
4.1.2.4 – Condições P-T ... 72
4.2 - Estudo das inclusões fluídas da litiofilite do pegmatito de “Mesquitela” ... 73
4.2.1 - Aspeto geral das inclusões ... 73
4.2.2 – Resultados obtidos ... 76
4.2.2.1 – Microtermometria... 76
4.2.2.2 - Espectrometria Raman ... 79
4.2.2.4 – Condições P-T ... 81
CAPÍTULO 5 - Discussão dos resultados e conclusões ... 83
5.1 – Discussão dos resultados ... 84
5.2 – Considerações finais ... 89
Lista de figuras
Fig. 1: Zonamento regional de pegmatitos da família LCT (Adaptado de London, 2008). ... 23 Fig. 2: Bloco diagrama de um pegmatito zonado (adaptado de London 2008). ... 24 Fig. 3: Diagrama de pressão/temperatura para as diferentes classes de pegmatitos (adaptado de Cerný & Ercit 2005) ... 27 Fig. 4: Processo evolucionário de granito para pegmatito para condições hidrotermais (adaptado de Lindgren, 1937, in London, 2008). ... 31 Fig. 5: Representação esquemática adaptada do modelo de Jahns & Burnham (1969) (in London, 2008). ... 32 Fig. 6: Representação esquemática da formação primária, secundária e pseudosecundária de inclusões fluídas durante o crescimento do mineral (adaptado de Samson et al. 2003). ... 37 Fig. 7: Esquema representativo de várias FIA’s (adaptado de Samson et al., 2003). P- inclusões primárias; PS- inclusões pseudosecundárias; S- inclusões secundárias e PIF- plano de inclusões fluidas. ... 39 Fig. 8: Classificação adaptada segundo Shepherd et al (1985) para inclusões baseada na sua composição. ... 41 Fig. 9: Localização dos pegmatitos estudados (imagem adaptada do Google Earth).. 44 Fig. 10: Esquema geológico do Batólito das Beiras, mostrando a distribuição dos granitoides variscos sin-D3 e tardi-pós-D3 (modificado de Azevedo et al., 2005; in Aguado & Azevedo, 2013). ... 47 Fig. 11: Enquadramento dos campos pegmatíticos na CPCI (adaptado de Dias et al., 2013), ... 48 Fig. 12: Representação cartográfica dos granitos da região de Aguiar da Beira - Fornos de Algodres (adaptado de Trabulo et al., 1995). ... 49 Fig.13: Excerto da Carta Geológica de Portugal à escala de 1:50 000 – Folha 17-B e respetiva legenda. Zona do pegmatito do Companheiro. ... 51 Fig. 14: Excerto da Carta Geológica de Portugal à escala de 1:50 000 – Folha 17-B e respetiva legenda. Zona do pegmatito de Mesquitela (Mangualde). ... 51 Fig. 15: A - amostra de Berilo. B - amostra de Litiofilite. ... 54 Fig. 16: A - Exemplo de uma porção do mineral de berilo e respetivas zonas de estudo. B - Exemplo de uma ilustração de uma inclusão estudada. ... 55
Fig. 17: A - Microscópio com platina para a termometria. B - microscópio com platina
para a criometria. ... 56
Fig. 18: Estimativa visual do grau de preenchimento de inclusões fluidas (adaptado de Shepherd et al.,1985). ... 58
Fig. 19: Inclusão bifásica primária. ... 64
Fig. 20: Inclusões primárias (P) e pseudosecundárias (PS). ... 65
Fig. 21: Inclusões primárias. ... 65
Fig. 22: Inclusões pseudosecundárias. ... 66
Fig. 23: Inclusões pseudosecundárias com sólidos ... 66
Fig. 24: Inclusões secundárias. ... 67
Fig. 25: Histograma representativo da TmI (ºC) dos fluidos das IF contidas no berilo estudado. ... 69
Fig. 26: Histograma representativo da Th (ºC) dos fluidos das IF contidas no berilo estudado. ... 70
Fig. 27: Diagrama de correlação Th versus TmI das IF contidas no berilo. ... 70
Fig. 28: A - Espectro do mineral hospedeiro (berilo). B – Espectro dos “daughter minerals”. ... 71
Fig. 29: Isócoras obtidas para as IF contidas no berilo. ... 72
Fig. 30: Inclusões primárias com CH4 e N2. ... 73
Fig. 31: Inclusões primárias (P) e inclusões pseudosecundárias (PS). ... 74
Fig. 32: Inclusões pseudosecundárias (PS) e secundárias (S). ... 74
Fig. 33: Inclusões pseudosecundárias. ... 75
Fig. 34: Inclusões primárias. ... 75
Fig. 35: Histograma representativo da TmI (ºC) dos fluidos das IF contidas na litiofilite estudada. ... 78
Fig. 36: Histograma representativo da Th (ºC) dos fluidos das IF contidas na litiofilite estudada. ... 78
Fig. 37: Diagrama de correlação Th versus TmI das IF contidas na litiofilite. ... 79
Fig. 38: Exemplo de um espectro Raman de uma inclusão estudada com um pico correspondente ao CH4. ... 79
Fig. 39: Exemplo de um espectro Raman de uma inclusão estudada com um pico correspondente ao N2. ... 80
Fig. 40: Isócoras das IF contidas na litiofilite ... 81
Fig. 41: Zonalidade proposta para os pegmatitos em estudo (adaptado de London, 2008). ... 84
Fig. 42: Diagrama com os campos P-T prováveis para os pegmatitos do tipo REL (adaptado de Strong, 1981). ... 85
Fig. 43: Histograma de comparação da TmI das inclusões do berilo e da litiofilite. ... 86 Fig. 44: Histograma de comparação da Th das inclusões do berilo e da litiofilite. ... 86 Fig. 45:Diagrama TmI versus Th para as inclusões do berilo e da litiofilite. ... 87 Fig. 46: Evolução P-T-X dos fluidos presentes nos pegmatitos estudados. (Δ) - Ponto triplo And-Sil-Dist. () – Condições de formação do quartzo de Companheiro. Curva a
Lista de tabelas
Tabela 1: Paragénese mineral típica das zonas pegmatíticas (adaptado de Simmons et al. 2003). ... 24 Tabela 2: Ambientes metamórficos característicos das classes pegmatíticas (adaptado de Cerný & Ercit, 2005). ... 26 Tabela 3: Sistema de classificação de pegmatitos graníticos (adaptado de Cerný & Ercit, 2005). ... 28 Tabela 4: Classificação petrogénica por famílias dos pegmatitos (adaptado de Cerný & Ercit, 2005). ... 29 Tabela 5: Determinação de salinidade através da TmI (FDP – “Freezing depression point”) (Bodnar 1993). ... 59 Tabela 6: Dados petrográficos e microtermométricos das IF estudadas do berilo. ... 68 Tabela 7: Dados petrográficos e microtermométricos das IF estudadas da Litiofilite. . 76 Tabela 8: %molar calculada para cada componente das inclusões do tipo 3 estudadas. ... 80
Lista de abreviaturas
C – fase crítica
CCI - “Cintura Centro-Ibérica”
CXG – Complexo Xisto-Grauváquico Fl – grau de preenchimento
Flw – grau de preenchimento da fase aquosa ou volume aquoso Flc – grau de preenchimento da fase não aquosa
FIA – associação de inclusões fluidas IF – inclusões fluídas
L – fase líquida
LCT – (lítio, césio, tântalo)
L+V - Inclusões bifásicas ricas em líquido NYF – (nióbio, ítrio e terras raras, flúor) P – pressão
PIF – plano de inclusões fluidas S – fase sólida
T – temperatura
Tf – temperatura de fusão
TfCO2 – temperatura de fusão do CO2 Tfi – temperatura de fusão inicial do gelo TmI – temperatura de fusão do gelo Th – temperatura de homogeneização V – fase vapor
CAPÍTULO 1
1.1 – Objetivos
A presente dissertação tem como principal objetivo uma investigação, o mais aprofundada possível, das inclusões fluidas presentes nos minerais de berilo e litiofilite dos pegmatitos de “Companheiro” e “Mesquitela”, respetivamente. De forma geral, pretendeu-se atingir os seguintes objetivos:
Descrever e caracterizar, resumidamente, o contexto geológico e mineralógico dos pegmatitos em geral;
Descrever e classificar as inclusões fluidas de um modo geral;
Apresentar a localização e enquadramento geológico dos pegmatitos estudados;
Identificar, descrever e caracterizar as inclusões fluidas presentes nos minerais, através do estudo microtermométrico e de micro-espectrometria Raman;
Determinar a evolução P-T-X dos fluidos presentes nos minerais estudados;
Determinar as condições de pressão e temperatura de formação dos pegmatitos estudados;
Esta dissertação está estruturada em cinco capítulos, aos quais se seguem as considerações finais e as referências bibliográficas.
No capítulo 1 é feita uma introdução sobre a temática em estudo, oferecendo uma breve descrição sobre os pegmatitos e sobre as inclusões fluidas, mencionando também os objetivos da investigação e estrutura da dissertação.
O capítulo 2 incide sobre a localização geográfica e enquadramento geológico dos pegmatitos estudados.
O capítulo 3 faz uma descrição dos materiais e técnicas utilizadas para o estudo das inclusões fluídas, como a microtermometria e a micro-espectrometria Raman.
No capítulo 4 são apresentados os resultados obtidos relativamente ao estudo incidente nas inclusões fluidas.
E no capítulo 5 é feita uma abordagem dos resultados obtidos e de toda a bibliografia apresentada, com o objetivo de classificar os pegmatitos estudados e apresentar hipóteses de formação dos mesmos.
1.2 – Estado da arte
São muitos os autores que se dedicaram ao estudo dos pegmatitos em geral, como por exemplo, em termos mineralógicos e de depósitos minerais alguns dos primeiros trabalhos foram feitos por Sorby’s (1858), Brush (1862, 1863), Brush & Dana (1878), Fersman´s (1926) e Cameron et al. (1949). Relativamente à génese pegmatítica, os primeiros trabalhos sugeriam uma origem ígnea e foram de De Beaumont (1847) Hitchcock (1883), Bowen´s (1928), Jahns (1955) e London (2005) por exemplo. Hunt (1871) avançou com uma possível génese hidrotermal, e outros seguiram a este como por exemplo, Lindgren (1913), Landes (1933), Ramberg (1952), Gresens (1969), Jahns & Burnham (1969) e Roedder (1981) (in London 2008).
Em Portugal, vários autores também se dedicaram, e alguns ainda se dedicam, ao estudo de pegmatitos, principalmente das suas mineralizações e outros assuntos relacionados, como por exemplo, Jesus (1931), Charoy & Noronha (1999), Dória (1999), Lima (2000), Almeida (2003), Leal Gomes & Nunes (2003), Silva et al. (2007), Farinha-Ramos (2010), Martins (2009), Vieira (2010), Neiva et al. (2011), Dias et al. (2013) e Noronha et al. (2013).
Quanto a estudos incidentes em inclusões fluídas, desde a sua caracterização, técnicas e métodos para o seu estudo a casos de uso de inclusões para estudo de mineralizações e/ou ambientes geológicos de formação, é de referir alguns, como: Weisbrod & Leroy (1987), Roedder (1972, 1984), Rosasco et al. (1975), Guilhaumou et al. (1978), Rosasco & Roedder (1979), Dhamelincourt et al. (1979), Shepherd et al (1985), Bodnar et al. (1989), Bakker & Jansen (1990), Noronha (1990), Bodnar (1993, 2003), Nogueira (1998), Dória (1999), Guedes (2001), Guedes & Noronha (2002) e Samson et al (2003).
Relativamente às zonas de estudo, presentes nesta dissertação, pode-se referir, em relação aos pegmatitos de Mangualde, alguns trabalhos como: Jesus (1934), que descreveu pela primeira vez a litiofilite presente nos pegmatitos, Neves (1958, 1966) referente a dados sobre a mineralogia do pegmatito de Mangualde, Oen (1958) que apesar de ser uma trabalho referente à região de Viseu, faz uma abordagem à geologia da região de Mangualde, inclusive dos pegmatitos; Bertelli et al. (1982) sobre os fosfatos dos pegmatitos de Mangualde, Furtado (1987) também faz uma contribuição para o estudo da mineralogia dos fosfatos complexos do pegmatito
de Mangualde e Carolino (2013), que apresenta uma descrição geológica não só de Mangualde como também do pegmatito da Mina do Chão de Castanheiro (Mesquitela).
Em relação aos pegmatitos da região de Sátão pode-se mencionar um trabalho de Trabulo et al. (1995), referente ao grupo pegmatítico Senhora de Assunção, um de Canhota (2012) sobre o estudo das condições de P-T-X de cristalização do quartzo do pegmatito de Companheiro.
1.3 – Pegmatitos
A palavra “pegmatito” provém de uma palavra do grego homérico que quer dizer “fazer que fique forte ou rijo por união” (Autenrieth, 1958). Originalmente referia-se ao crescimento interno do quartzo e da microclina pertítica chamado “granito gráfico” (Brongniart, 1813) por causa do seu aspeto semelhante à antiga escrita cuneiforme. Mais tarde Haidinger (1845) e outros, ampliaram o uso do termo pegmatito para incluir segregações e diques graníticos muito grosseiros, contendo ou não “granito gráfico” (in London, 2008). Mais recentemente, London (2008) define pegmatito como uma rocha ígnea, principalmente de composição granítica, que se distingue de outras rochas ígneas pelas suas variadas texturas grosseiras, ou pela sua abundância de cristais com textura gráfica ou outras características texturais. Daí ser um termo baseado mais em aspetos texturais do que composicionais.
Os pegmatitos têm a maior diversidade do tamanho de grão conhecido em qualquer tipo de rocha, desde milímetros a dezenas de metros, podendo ser, em composição, qualquer tipo de rocha ígnea, desde ultrabásica, alcalina, carbonatítica a granítica, sendo esta ultima a mais frequente, composta essencialmente por quartzo, feldspatos e micas. Os pegmatitos podem ser homogéneos com limites abruptos ou zonados e têm como rochas encaixantes, as rochas ígneas ou metamórficas, formando, em geral, diques, soleiras e corpos irregulares, ou ainda segregações tardias inclusas em batólitos graníticos (London, 2008).
1.3.1 – Mineralogia e geoquímica
Mineralogicamente, no geral, os pegmatitos têm como principais constituintes o quartzo, feldspatos (como a ortóclase, a microclina e a plagioclase sódica) e micas, porém, alguns podem ter associados minerais raros (lepidolite, espodumena, turmalina, topázio, cassiterite, berilo, tantalite, columbite, zircão, uranite, apatite, ambligonite, etc) em abundância e variedade considerável por causa de processos que levam ao enriquecimento em elementos incompatíveis.
Sob o ponto de vista geoquímico, o papel de voláteis com OH, F, B, Cl é importante e os elementos incompatíveis mais frequentes são Be, Li, Sn, Rb, Cs, Nb,
Ta, REE e U. Assim, a interação entre elementos químicos, sob condições físico-químicas que levam ao desenvolvimento das estruturas pegmatíticas, permite o estabelecimento de uma mineralogia diversa e, principalmente, de uma zonalidade químico-mineralógica evidente, cuja caracterização constitui a base fundamental da classificação destas estruturas em duas tipologias (London, 2008):
Simples - os pegmatitos mais simples compreendem essencialmente quartzo,
feldspato e mica branca. Geralmente não apresentam zonamento interno bem desenvolvido, embora o quartzo possa ocupar preferencialmente os domínios centrais da estrutura. Os minerais acessórios mais comuns são a turmalina, a apatite, o berilo, a granada e o topázio;
Complexos - nos pegmatitos complexos (de acordo com a predominância de
determinada associação metálico-mineralógica – Tabela 1), a substituição tardia das paragéneses pré-existentes é um fenómeno relativamente vulgar, criando dificuldade em perceber a sequência de deposição. Em casos mais simples, quando não há evidências de intervenção tardia de fenómenos metassomáticos, ocorre o desenvolvimento de grandes cristais nos domínios centrais das estruturas pegmatíticas devido à atividade de fluídos hidrotermais tardi-magmáticos.
1.3.2 - Zonamentos
1.3.2.1 - Zonamento regional
A maior parte dos pegmatitos ocorrem encaixados em rochas metamórficas e geralmente estão relacionados com batólitos graníticos, a partir dos quais parecem ter derivado, adquirindo assim a mesma assinatura geoquímica. Geralmente, os pegmatitos aparentam ser ligeiramente mais recentes do que o granito parental e são enriquecidos em certos minerais ou elementos, como o Li, Cs, Y, Nb, Ta ou B. Os pegmatitos tendem a concentrar-se em grupos e são distribuídos à volta da intrusão granítica, sendo esta distribuição influenciada quer pela natureza e estrutura da rocha encaixante, quer pelo nível de erosão posteriormente atingido, assim como pelo grau de fracionamento atingido pelos magmas pegmatíticos (Fig.1). Este tipo de zonamento é mais comum nos pegmatitos da família LCT, salvo raras exceções (Simmons et al., 2003).
1.3.2.2 - Zonamento interno
Uma das características importantes nos pegmatitos é o desenvolvimento de zonamento interno, que se manifesta por mudanças texturais e composicionais. Segundo Heinrich (1948) e Cameron et al. (1949) para caracterizar estas variações texturais e mineralógicas das diferentes zonas, distingue-se três unidades principais dentro de um pegmatito zonado (in Cerný, 1991a).
Zonas primárias: mais ou menos concêntricas ao núcleo do pegmatito, e definidas da margem para o núcleo. Na tabela 1 é possível ver as características de cada uma das zonas.
Unidades secundárias: formam-se por causa dos materiais pegmatíticos já existentes, sobrepondo-se a qualquer zona, embora sejam mais frequentes no núcleo e nas zonas intermédias. Os processos metassomáticos não são facilmente identificados, variando em extensão e intensidade. Podem ser processos seletivos de
Fig. 1: Zonamento regional de pegmatitos da família LCT (Adaptado de London, 2008).
substituição de determinadas espécies minerais, a efeitos mais intensos, mas difusos, de substituições completas de zonas primárias por associações minerais secundárias.
Preenchimento de fraturas: ao contrário das unidades metassomáticas, estes preenchimentos são facilmente identificáveis, atravessando várias zonas, às vezes desde o núcleo, e são constituídas principalmente por quartzo.
Tabela 1: Paragénese mineral típica das zonas pegmatíticas (adaptado de Simmons et al. 2003).
Zona Textura Minerais principais
Minerais acessórios
Margem/Contato Granulometria fina plagioclase/microclina, quartzo ± moscovite
turmalina negra, granada, microclina/plagioclase Parede Grosseira quartzo, plagioclase, microclina, ± moscovite, ± biotite
turmalina negra, granada, berilo, apatite
Zona intermédia externa
Progressivamente mais grosseira com cristais maiores, desenvolvimento de cavidades
microclina, quartzo
turmalina negra – elbaíte, plagioclase sódica, moscovite, fosfatos
Zona intermédia interna
Tanto grosseira e fina, alguns cristais maiores, desenvolvimento
de cavidades
quartzo, microclina, plagioclase sódica, ± moscovite, ± biotite
turmalina negra – elbaíte, berilo, fosfatos, minerais Nb-Ta
Núcleo --- quartzo Berilo, espodumena
1.3.3 – Profundidade
1.3.4.1 - Pegmatitos superficiais
São pegmatitos que solidificam a profundidades inferiores a ~2 – 3 km tendem a formar estruturas com uma textura equigranular, porfirítica, ou granofírica. São, principalmente, pegmatitos associados a granitos do tipo-A (anorogénicos) (e menos comuns do tipo-I), em que alguns casos estão associados a riftes intercontinentais, onde tendem a ser enriquecidos em elementos traço que são indicativos de pegmatitos com elementos raros.
Este tipo de pegmatitos, geralmente, representam apenas uma pequena percentagem do corpo granítico em volume, e a transição do granito para a textura pegmatítica é abrupta (London, 2008).
1.3.4.2 - Pegmatitos profundos
Ao contrário dos pegmatitos superficiais, estes estão associados principalmente a granitos do tipo-S e do tipo-I, ocorrendo a profundidades maiores que ~4 – 5 km, em que a transição do granito para o pegmatito tende a ser mais gradual. Os pegmatitos constituem uma maior fração do volume total do corpo rochoso, e são geralmente, restritos às margens superiores do plutão. Além dos pegmatitos podem estar presentes aplitos, sendo observadas relações transversais entre ambos em alguns casos. Bandados definidos por estruturas paralelas de aplitos e pegmatitos, aparecem em alguns casos, mas não podem ser considerados como frequentes (London, 2008).
1.3.5 - Ambiente metamórfico
Os pegmatitos associados a granitos orogénicos tendem a ser particularmente abundantes ao longo de faixas metamórficas ou tectónicas (Cerný, 1991b), distribuindo-se em faixas associadas a granitos férteis, alinhados principalmente com os orógenos. Estas faixas consistem essencialmente de sequências metassedimentares ou antigos socos cristalinos, remobilizados e intruídos por granitoides.
O ambiente metamórfico é importante em sistemas graníticos – pegmatíticos sin- a tardi-orogénicos (Tabela 2), sendo por exemplo, o metamorfismo do tipo Abukuma típico dos campos pegmatíticos com elementos raros. Estas condições são indicativas de níveis crustais relativamente delgados ou altas taxas de fluxo térmico, ou mesmo a combinação de ambos (Cerný, 1991b).
Nas rochas de baixo a médio grau de metamorfismo as taxas de arrefecimento têm particular interesse, especialmente no caso de magmas pegmatíticos mais evoluídos.
Tabela 2: Ambientes metamórficos característicos das classes pegmatíticas (adaptado de Cerný & Ercit, 2005).
Classe e subclasse Ambiente metamórfico Relação com os granitos
AB
fácies anfibolítica a granulítica de baixa a alta-P; 4 – 9 kbar, 700°-800°C.
nenhuma; (segregações anatéticas)
MS
alta-P, fácies anfibolítica Barroviana (cianite-silimanite); 5 – 8 kbar, 650°– 580°C.
nenhuma; (corpos anatéticos) a marginais ou exteriores
MSREL fácies anfibolítica, moderada a
alta-P, (T); 3 – 4 kbar, 650°– 520°C
interior a exterior, às vezes pouco definido
REL-REE
Variável, geralmente superficial e posterior aos eventos regionais que afetam as rochas encaixantes
interior a marginal (raramente exterior)
REL-Li
baixa-P, fácies Abukuma anfibolítica (andaluzite-silimanite) a xistos-verdes; 2 – 4 kbar, 650°– 450°C.
(interior a marginal), exterior
MI-REE
muito baixa-P, posteriores aos eventos regionais que afetam as rochas encaixantes.
interior a marginal.
MI-Li baixa-P, fácies anfibolítica a
xistos-verdes; 1,5 – 3 kbar, 400°– 500°C. (interior a marginal) a exterior.
1.3.4 – Condições de pressão e temperatura
Os valores para as pressões de cristalização dos pegmatitos ainda não são bem definidos, podendo variar entre os ~300 - 500 MPa, para os pegmatitos comuns e para alguns pegmatitos com elementos raros, e os ~300 – 200 MPa para os pegmatitos com elementos raros e miarolítoicos (London, 2008) (Fig.3).
Relativamente às temperaturas de cristalização, os pegmatitos apresentam temperaturas muito próximas à temperatura do solidus do sistema granítico – H2O,
entre os ± 650º - 750ºC. Há, no entanto, indicações em estudos de inclusões fluidas, de isótopos estáveis e de campos de estabilidade de fases minerais, que demonstram que a temperatura do solidus em sistemas pegmatíticos pode ser cerca de 200ºC inferior (Strong, 1981) (Fig.3).
1.3.6 - Classificação dos pegmatitos
Como a maior parte dos pegmatitos estão relacionados com rochas granitícas, a classificação mais utilizada é a de pegmatitos graníticos (Tabela 3). A classificação em questão é a de Cerný & Ercit (2005) que tem como base a profundidade de instalação dos pegmatitos e as suas relações com o metamorfismo e os plutões graníticos.
Fig. 3: Diagrama de pressão/temperatura para as diferentes classes de pegmatitos (adaptado de Cerný & Ercit 2005)
Através de critérios geológicos, esta classificação distingue cinco classes de pegmatitos graníticos, com base nas condições de pressão e temperatura de instalação, onde cada classe se subdivide conforme as suas características geoquímicas, associações minerais, atributos texturais, ou à sua combinação, que refletem as condições de P-T. Nos últimos anos muitos investigadores referem tipos de pegmatitos que não se ajustam a esta classificação, como é o caso dos pegmatitos de afiliação NYF associados a granitos anorogénicos.
Outro conceito de Cerný & Ercit (2005) (Tabela 4) assente em famílias petrogénicas, distingue três famílias: LCT (Lítio, Césio e Tântalo), NYF (Nióbio, Ítrio e Elementos de Terras Raras, Flúor) e Mista (LCT + NYF), abrangendo não só os pegmatitos mas também os seus granitos parentais e granitos em geral, centrando-se na origem por diferenciação magmática de diferentes fontes plutónicas, e por isso, este conceito só é aplicável às classes dos Elementos raros e Miarolítica.
1.3.7 - Génese dos pegmatitos
O estudo da génese de pegmatitos é tão complexo como os pegmatitos em si. Diferentes hipóteses têm sido sugeridas na tentativa de explicar a génese dos pegmatitos, apesar de existirem ainda algumas incertezas quanto aos processos geradores, quer dos magmas pegmatíticos, quer quanto aos posteriores processos internos de evolução pegmatítica.
Os processos de cristalização fracionada e os de fusão parcial (anatexia) a partir de magmas graníticos são, por vezes, as hipóteses aceites na tentativa de explicar a origem dos diferentes tipos de magmas pegmatíticos (London, 2005).
Os defensores da diferenciação magmática são os mais numerosos e apoiam-se em factos como:
1 - fortes padrões de enriquecimento em elementos traço entre os granitos parentais e os pegmatitos (O’Connor et al., 1991, in London, 2005);
2 - evidências de campo, onde pegmatitos altamente fracionados estão espacialmente ligados às suas fontes graníticas (e.g., London, 1985, in London, 2005);
3 – existência de fortes desequilíbrios isotópicos entre os filões pegmatíticos e as suas rochas encaixantes (Taylor & Friedrichsen, 1983, in London, 2005).
Os defensores da hipótese de fusão parcial apresentam três fatores fundamentais:
1 - a dificuldade de relacionar as composições altamente evoluídas dos pegmatitos comparativamente com as composições mais primitivas das supostas fontes plutónicas (e.g.,Stewart, 1978, in London, 2005);
2 - a tendência de alguns grupos de pegmatitos para refletirem a composição das suas rochas encaixantes, nomeadamente nos teores de elementos maiores (e.g., Novák et al., 1999, in London, 2005);
3 - o afloramento de alguns filões pegmatíticos isolados de qualquer possível fonte plutónica (e.g., Simmons et al., 1995, in London, 2005).
Existem ainda autores que defendem modelos mistos para a formação dos magmas pegmatíticos, que resultam da combinação de diferentes graus de fusão parcial e posterior cristalização fracionada dos fundidos (Shearer et al., 1992; Roda, 1993; Roda et al., 1999, in Vieira, 2010).
Ainda assim, as características dos pegmatitos, claramente não estão de acordo com estas expetativas, pois apresentam algumas limitações em relação á sua génese (London, 2008). Daí que outros processos sejam sugeridos na formação dos pegmatitos, como por exemplo os processos hidrotermais.
1.3.7.1 – Processos hidrotermais
Os processos hidrotermais são caracterizados por soluções aquosas (geofluídos) quentes responsáveis pelo transporte e deposição de diversos compostos minerais, onde o principal agente é a água.
As espécies em solução e as suas concentrações são variáveis e são função da temperatura, teor em gás, tipo de rocha, permeabilidade, duração do sistema, fonte do fluido e “mixing”, mas basicamente o fluído hidrotermal é caracterizado por: H2O
(líquido ou vapor) + Sais + Voláteis (CO2, CH4, N2, H2S, etc.).
O equilíbrio fluido-mineral-rocha tem um papel fundamental na química dos fluidos que circulam na crusta. As reações dependem, entre outros, da temperatura (T), pressão (P), salinidade do fluido e tipo de rocha encaixante, e por isso estes
fluídos podem ser magmáticos, metamórficos (águas modificadas) e ainda metamórficas + águas meteóricas.
Os primeiros geólogos a estudar este tipo de processos, reconheceram que os pegmatitos tinham semelhanças com veios ricos em quartzo que transportavam elementos incomuns, e colocaram os pegmatitos na transição de regimes magmáticos para regimes hidrotermais. Lindgren (1913, 1937) defendeu uma transição contínua de condições magmáticas a condições hidrotermais em sistemas graníticos que transportam elementos raros (Fig.4). O mesmo sugeriu que apenas uma única fase fluída estava presente em qualquer momento no sistema, e que a mudança de composição do fluido era gradual desde a fase magmática à pegmatítica e pneumatolítica e por último à hidrotermal.
1.3.7.2 - Modelo de Jahns & Burnham (1969)
Neste modelo, os pegmatitos evoluem a partir de um magma granítico residual, onde coexistem essencialmente duas fases: uma fase de vapor de água e um melt silicatado, onde a presença de um fluido supercrítico aquoso é essencial para a formação do pegmatito e das texturas pegmatíticas.
Fig. 4: Processo evolutivo de granito para pegmatito para condições hidrotermais (adaptado de Lindgren, 1937, in London, 2008).
Jahns & Burnham (1969) afirmam que numa fase inicial o sistema de cristalização pegmatítica é um sistema fechado, em equilíbrio, das fases coexistentes (melt granítico + fluido aquoso), próximo da Tliquidus do sistema granítico–H2O, ou seja,
é a interação do fundido silicatado com o fluido aquoso que leva à formação das texturas pegmatíticas, sendo que a transição granito – pegmatito se dá aquando da saturação do fluido em voláteis, com posterior “exsolução” da fase fluida e segregação dos álcalis maioritários (K e Na) (Fig.5).
1.3.7.3 - Voláteis e fundentes – agentes de fluxo
Nos sistemas pegmatíticos é comum a presença de voláteis como H2O, F e Cl;
de semi-voláteis B2O3 e P2O5 e de fundentes Li, Rb e Cs. Assim como agentes de
fluxo, estes elementos diminuem as temperaturas de fusão e cristalização, baixam as taxas de nucleação, reduzem o grau de polimerização e a viscosidade, assim como aumentam a solubilidade (London, 2005).
Estes elementos atuam como inibidores ou retardadores na formação de núcleos de cristalização e incrementam a velocidade de difusão. A combinação destes dois efeitos possibilita a migração dos iões em maiores distâncias, e ao mesmo tempo promove o crescimento dos poucos núcleos que se formam, resultando um menor número de cristais, mas de maiores dimensões (Simmons et al., 2003). Além dos
efeitos acima referidos, apresentam a capacidade de promover a miscibilidade entre outros constituintes menos solúveis. O estudo do efeito do F, B e Na no sistema albite–H2O revela que nas fases finais da cristalização de um sistema pegmatítico
complexo, a miscibilidade completa entre o fundido e o fluido se dá a temperaturas e pressões relativamente mais baixas (Sowerby & Keppler 2002; in Vieira, 2010).
1.3.7.4 - “Constitutional zone-refining”
Como já foi referido, os pegmatitos graníticos são portadores de agentes de fluxo, no entanto, os teores destes componentes (álcalis raros, B, P e F), não são mais do que uma pequena percentagem da composição global de um pegmatito enquanto rocha. É esperado que os melts graníticos geradores de pegmatitos possam conter uma percentagem razoável de água, mas o somatório de elementos como B, P e F, dificilmente ultrapassa os 2 a 3% das composições globais dos melts pegmatíticos de elementos raros.
O processo que pode explicar a concentração anormal dos voláteis e fundentes é o “constitutional zone-refining” (McBirney, 1987; London, 1999, 2005a, b; in Vieira, 2010), que envolve uma cristalização em desequilíbrio e requer um fundido viscoso de composição silicatada.
O fundido não tem de ser obrigatoriamente rico em fundentes e a saturação em água não é essencial, o que contraria o modelo de Jahns & Burnham (1969). O que faz com que este modelo funcione nos pegmatitos graníticos é o subarrefecimento da temperatura do liquidus – “undercooling” (London et al., 1989) – que precede a cristalização. É este subarrefecimento, na ordem dos 200°C, que aumenta a viscosidade do fundido para um estado semi-sólido e que inibe a retrodifusão dos voláteis e fundentes excluídos (London, 2008).
Entre o arrefecimento e o início da cristalização é produzido um fundido sobressaturado. Quando a nucleação e a cristalização começam, os voláteis e fundentes excluídos acumulam-se na frente de cristalização, ao longo de uma fronteira – “boundary layer”. A diminuição da temperatura do solidus desta banda é acionada pela acumulação dos voláteis e fundentes, e à medida que a cristalização ocorre, a concentração destes elementos incompatíveis aumenta relativamente à composição global do fundido. Esta banda avança, desde o contacto com rocha encaixante, até às zonas mais internas do pegmatito. Nos últimos estádios da cristalização, a banda fronteira pode converter-se no principal fluido dentro do pegmatito em formação. A cristalização desta banda de composição exótica pode provocar uma mudança brusca,
entre associações minerais comuns e outras mais evoluídas, de mineralogia mais rara (in Vieira, 2010).
Segundo London (2005), este processo reproduz quase todas as características dos pegmatitos, nomeadamente a textura, o “fabric”, morfologia cristalina, assim como a sequência de zonamento interno, e as unidades monominerálicas e núcleos de quartzo.
1.3.7.5 - Gel silicatado
Merrit (1924a,b) defendeu que géis silicatados são o meio de formação de pegmatitos, e modelos baseados nesta afirmação foram propostos outra vez por Merino, 1999; Taylor et al., 2002. Os géis, constituídos essencialmente por H2O,
causam algumas incertezas quanto à sua aplicabilidade, principalmente quando se trata de explicar as perdas de volume aquando da cristalização, o volume de água libertado e a formação de um filão com um material tão viscoso como um gel silicatado (London, 2005).
Apesar disso, London (2005) sugere que os géis podem restringir-se aos últimos estádios de consolidação pegmatítica, no instante em que a banda fronteira pode conter uma grande proporção de material silicatado amorfo.
1.3.7.6 - “Melt Inclusions” – Miscibilidade vs. Imiscibilidade
A acumulação de B, F e P em altas concentrações nos fundidos silicatados, promove a solubilidade da H2O até ao ponto de ser atingida a completa miscibilidade,
levando a um ponto supercrítico na transição do fundido silicatado para o fluido aquoso em condições P-T apropriadas para os pegmatitos (e.g., London, 1986a; Thomas et al., 2000; Sowerby and Keppler, 2002, in London, 2005).
A maior parte desta evidência foi constatada a partir de experiencias com inclusões naturais dos pegmatitos, através de processos de fusão nas mesmas (e.g., London, 1986a; Thomas and Klemm, 1997; Thomas et al., 2000), onde o comportamento supercrítico a partir de silicato para o fluido aquoso é uma possibilidade, onde o melt de fluxo acumula. Nestes melts, os componentes de B, P, F dominam o comportamento da miscibilidade da H2O, dos componentes silicatados e
previnem a saturação de vapor de água nos fundidos (London, 1986a,b) (in London 2005).
Dado os altos coeficientes de partição dos álcalis e voláteis dos fundidos silicatados para o fluido aquoso coexistente, é natural que este fique particularmente enriquecido nestes elementos fundentes e voláteis (Thomas et al., 2006, in Veira, 2010).
A coexistência de múltiplas fases é de enorme importância, pois influenciam a distribuição dos elementos e em particular a dinâmica de cristalização. Thomas et al. (2006) afirmam que, os fundidos geradores de pegmatitos são ricos em H2O, de baixa
viscosidade, altamente difusivos, aluminossilicatados ricos em álcalis, e que se traduzem num ótimo meio de transporte para a sílica, álcalis e elementos traço, sendo um excelente meio para o crescimento de cristais pegmatíticos (in Vieira, 2010).
1.3.8 – Inclusões fluidas
O estudo das inclusões fluidas (IF) em minerais dos pegmatitos ajuda na estimativa da composição dos fluidos, bem como na avaliação das condições de P e T da formação do mineral que as contém. O estudo das IF pode, assim, ainda apoiar na análise da evolução dos magmas silicatados para fundidos pegmatíticos, e na evolução destes fundidos durante os processos de formação pegmatítica.
Quando um cristal se forma na presença de um geofluido, algum dele pode ficar aprisionado nas imperfeições do cristal formado. O fluido aprisionado pode ser liquido, vapor, ou fluido supercrítico, e a composição desse fluido pode incluir água essencialmente pura, gás, melts silicatados ou carbonatados, entre outros. O termo inclusão fluída refere-se assim, a qualquer inclusão que aprisiona a fase que foi um fluido a certas condições de temperatura e pressão de formação do mineral hospedeiro, podendo também deduzir-se a composição e a densidade desses fluidos.
As condições físicas e químicas que levam à origem de inclusões são várias, e algumas são restritas a certos minerais ou até a fases cristalinas especificas (Watanabe 1987, in Samson et al. 2003).
As IF são características comuns nos minerais, aliás, é muito mais comum encontrar cristais com IF opticamente resolúveis do que encontrar cristais sem inclusões visíveis. Não há limite para o tamanho da inclusão natural, mas o tamanho das inclusões é geralmente inferior a 100μm. Como foi observado por Roedder (1984),
o número de inclusões numa dada amostra aumenta geralmente com a diminuição do tamanho da inclusão (Samson et al. 2003).
A morfologia das IF é muito variável e é parcialmente controlada pela cristalografia do mineral hospedeiro. Podem ser euédrica, subédrica ou anédrica, em que a forma euédrica é na realidade um reflexo da forma cristalográfica do mineral. No outro extremo as inclusões podem ser muito irregulares e achatadas.
O estudo das IF não se confina ao nosso século pois já em 1858, Henry Clifton Sorby alegava que, as IF nos minerais representavam porções aprisionadas de líquidos, gases e "melt" a partir das quais o cristal crescia e assim poderiam ser usadas para determinar o ambiente de formação dos minerais ou das rochas (in Dória, 1999).
Contudo, a utilização das IF na caracterização das condições termobarométricas que presidiram aos diferentes processos geológicos, está condicionada por duas hipóteses fundamentais (Weisbrod et al. 1976, in Dória 1999):
- o fluido aprisionado é representativo da solução original;
- o fluido uma vez aprisionado, num reservatório supostamente estanque e quimicamente inerte, as suas características físico-químicas (composição e densidade) não podem ser modificadas.
Caso as inclusões não tenham sido alvo de temperaturas superiores a 500°C e/ou, as suas pressões internas não ultrapassem os 0,8-1 kbar, de um modo geral, estas comportam-se como reservatórios estanques (Leroy 1979; Weisbrod & Leroy 1987; Bodnar et ai. 1989). Como na maioria dos casos, o estudo das IF é efetuado em minerais pouco solúveis, as reações com o mineral hospedeiro são muito limitadas e podem ser desprezáveis. Porém, certas alterações físicas ocorridas nas inclusões após o seu aprisionamento, conduzem à interpretação incorreta dos resultados obtidos. Como exemplo, citam-se as mudanças na forma (estrangulamento) e no volume (decrepitação) e a "fuga" (leakage) de fluidos (Roedder, 1972, 1984).
O estrangulamento (necking down) de uma inclusão é a divisão de uma inclusão única, em duas ou mais inclusões com composições e densidades diferentes consequentemente, nenhuma delas é representativa do fluido original. A decrepitação (natural ou no laboratório) das inclusões ocorre quando a pressão no seu interior se torna superior à resistência das paredes da inclusão (Leroy 1979), conduzindo a uma fuga total ou parcial do seu conteúdo. A perda de fluido (leakage out) pode ocorrer na
decrepitação como também, resultar da microfissuração causada pela deformação do mineral hospedeiro. A microfracturação poderá causar a reabertura de inclusões preexistentes e a sua contaminação por fluidos tardios ("leakage in").
1.3.8.1 – Classificação quanto ao modo de formação
Existem várias formas para classificar as inclusões fluídas (Roedder, 1972, 1984), mas uma das mais utilizadas baseia-se no tempo de formação da inclusão relativamente ao do mineral hospedeiro (Fig.6). Assim pode-se dividir as inclusões em três grupos:
1- Inclusões primárias: são formadas durante, e como resultado direto, do crescimento dos minerais hospedeiros.
2- Inclusões secundárias: são aprisionadas depois da formação do mineral, instalando-se principalmente em fraturas ou deformações que esse mineral possa sofrer.
3- Inclusões pseudosecundárias: são formadas durante o crescimento do mineral, mas não necessariamente como resultado direto do crescimento deste. São semelhantes às secundárias na origem, instalando-se também em microfraturas ou outras deformações que o mineral possa ter, e ao contrário destas, o seu aprisionamento é seguido por um maior crescimento do mineral.
Fig. 6: Representação esquemática da formação primária, secundária e pseudosecundária de inclusões fluídas durante o crescimento do mineral (adaptado de Samson et al. 2003).
O reconhecimento destes três tipos pode ser mais importante para a interpretação do significado geológico de um plano de inclusões em particular, no entanto, nem sempre é fácil de verificar. Segundo Roedder (1972, 1984) há outros critérios a ter em conta:
Critérios para origem primária:
- as inclusões são paralelas às zonas de crescimento ou às faces do cristal. - as inclusões ocorrem numa distribuição aleatória tridimensional.
- as inclusões estão isoladas, ocorrendo a distancias > 5x o diametro da inclusão das inclusões adjacentes.
- tamanho grande em relação ao mineral hospedeiro. Deve-se ressaltar que as formas cristalinas negativas ou a ocorrência de cristais bem desenvolvidos que crescem em cavidades abertas não são diagnóstico de origem primária.
Critérios para origem secundária:
- as inclusões ocorrem em grupos planares, deliniando planos de inclusões fluidas (PIF).
- as inclusões apresentam formas mais finas, achatadas e irregulares. Critério para origem pseudosecundária:
- as inclusões são semelhantes às secundárias, mas os PIF’s destas inclusões terminam numa zona de crescimento do mineral.
1.3.8.2 - Associação de inclusões fluídas (fluid inclusion assemblage – FIA)
Goldstein & Reynolds (1994) introduziram o conceito de FIA para descrever um grupo de inclusões fluídas que foram formadas ao mesmo tempo (Fig.7). Uma FIA define, assim, a maior parte de um evento de aprisionamento de inclusões fluídas que pode ser identificado com base na petrografia (Goldstein, 2003). Afirmar que as inclusões na FIA foram todas aprisionadas ao mesmo tempo é relativo, pois a quantidade absoluta de tempo do evento varia de acordo com o ambiente de formação (in Samson et al. 2003).
A variação da temperatura de homogeneização que é aceitável dentro de uma FIA ocorre em função da temperatura real de formação (que em grande medida controla o quão rápido os cristais podem crescer), da composição do fluido (que controla a solubilidade do mineral) e sobre o ambiente geológico (que geralmente controla a taxa e a magnitude das flutuações de temperatura e de pressão) (Bodnar 2003).
Assim, este conceito implica que as inclusões tenham aproximadamente a mesma temperatura e pressão, e todas aprisionem um fluido mais ou menos com a mesma composição. Portanto, o fluido que está inserido nas inclusões representa o fluido que estava presente durante o evento de formação do mineral.
Fig. 7: Esquema representativo de várias FIA’s (adaptado de Samson et al., 2003). P- inclusões primárias; PS- inclusões pseudosecundárias; S- inclusões
1.3.8.3 – Classificação quanto à composição dos fluidos e número de fases presentes
Várias combinações de fases podem ser observadas nas inclusões fluidas. Muitas destas podem conter apenas uma única fase líquida ou gasosa observável, mas normalmente estão presentes duas fases (inclusão bifásica), podendo haver inclusões com mais fases. As inclusões fluidas também podem conter fases sólidas, podendo ser inclusões aquosas contendo cristais que se precipitaram durante o arrefecimento, sólidos que acidentalmente ficaram presos nas inclusões durante a formação e inclusões de melt que contém maioritariamente vidros ou sólidos cristalinos.
Dependendo do tipo de fluido as inclusões podem ser, inclusões de melt silicatado, inclusões aquosas, inclusões contendo sólidos e líquidos de hidrocarbonetos, inclusões gasosas, geralmente ricas em CO2 (Samson et al. 2003).
Shepherd et al (1985) sugeriram uma simples, mas conveniente classificação para as inclusões fluidas (fig.8):
- Inclusões monofásicas líquidas (L). São as mais simples e são todas preenchidas por líquido (normalmente aquoso).
- Inclusões monofásicas com vapor (V). São totalmente preenchidas por uma fase vapor (normalmente uma mistura de CO2, CH4, H2O, N2) sem nenhuma fase
liquida visível.
- Inclusões bifásicas ricas em líquido (L + V). A fase líquida predomina e a fase vapor ocupa um máximo de cerca de 40 a 50% do volume total.
- Inclusões bifásicas ricas em vapor (V + L). A fase vapor predomina e ocupa mais do que metade do volume da inclusão, no entanto uma pequena porção de líquido continua visível.
- Inclusões polifásicas com sólidos (S + L ± V) ou (L + V ± S). Ambos são similares, o que depende é a quantidade, contendo uma ou mais fases sólidas (daughter minerals) para além de uma fase líquida e uma fase vapor.
- Inclusões imiscíveis (L1 + L2 ± V). Apresentam dois líquidos imiscíveis, um aquoso e outro rico em CO2 (menos comum óleo). A fase rica em CO2 pode conter
quantidades substanciais de CH4 ou N2. Uma fase vapor rica em CO2 também pode
trifásicas a fase aquosa envolve a fase líquida rica em CO2, que por sua vez envolve a
fase vapor rica em CO2.
- Inclusões de vidro. São inclusões aprisionadas a partir de melts silicatados em qualquer uma das formas de inclusões descritas acima ou inclusões de vidro se o arrefecimento foi muito rápido. Outras fases líquidas, sólidas ou de vapor podem estar também presentes.
Fig. 8: Classificação adaptada segundo Shepherd et al (1985) para inclusões baseada na sua composição.
CAPÍTULO 2
Enquadramento
geográfico e geológico
2.1 – Enquadramento geográfico
Os pegmatitos estudados inserem-se na região centro de Portugal, mais concretamente na Beira Interior, no distrito de Viseu. Os pegmatitos com litiofilite localizam-se em Mangualde, mais precisamente em Mesquitela na "Mina do Chão do Castanheiro" e os pegmatitos com berilo localizam-se no lugar de “Companheiro” localizado no concelho de Sátão (Fig.9). Enquadram-se, respetivamente, nas cartas militares 190- Mesquitela (Mangualde) e 179- (Penalva do Castelo), à escala 1:25000, publicadas pelo Instituto Geográfico do Exército.
2.2 – Enquadramento geológico
Geologicamente, os pegmatitos estudados apresentam grande diversidade tipológica e pertencem ao importante campo de pegmatitos graníticos designado de “Cintura Centro-Ibérica” (Leal Gomes & Nunes, 2003), que como o nome indica, localiza-se num segmento da Cadeia Varisca Europeia, a Zona Centro-Ibérica (ZCI), onde as rochas graníticas afloram em maior extensão.
2.2.1 – Geologia Regional
A estruturação da cadeia Varisca resultou da sucessão de três fases de deformação: D1, D2 e D3.
A fase D1 gerou dobras com orientações e vergências diferentes, consoante se
trate de terrenos alóctones, parautóctones ou autóctones, mas com uma orientação predominante NW-SE. A fase D2 representada sobretudo no alóctone e no
parautóctone, decorre da fase D1, com formação de dobras deitadas com flanco
inverso muito curto. A fase D3 abrangeu todos os terrenos de modo idêntico,
originando dobramento largo e de pequena amplitude, de plano axial vertical. Simultaneamente com o dobramento da fase D3 desenvolverem-se zonas de
cisalhamento dúctil, verticais. No período tardi- e pós-D3 ocorreu deformação
dúctil-frágil e dúctil-frágil e na sua dependência desenvolveram-se sistemas conjugados de fraturas: o principal com direção NNE-SSW e o conjugado com direção NNW-SSE (Ribeiro, 1974; Noronha et al, 1979; Dias & Ribeiro, 1995; in Noronha et al, 2013).
A Zona Centro-Ibérica (ZCI), zona geotectónica que corresponde aos terrenos autóctones, é delimitada a oeste pela zona de cisalhamento Porto-Tomar-Ferreira do Alentejo com orientação NNW-SSE e a sul e sudoeste pela zona de cisalhamento Tomar-Badajoz-Córdova com uma orientação WNW-ESSE a NW-SE.
Uma das características marcantes da ZCI é a existência de importante magmatismo sinorogénico que intrui formações metassedimentares de uma sequência pré-ordovícica composta, principalmente, por metapelitos e metagrauvaques do “Complexo Xisto Grauváquico” (CXG) (Carrington da Costa, 1950; Teixeira, 1954; Aguado & Azevedo, 2013) e alguns sedimentos do Ordovícico, Silúrico, Devónico
Inferior e Carbónico Superior que afloram apenas no núcleo do Sinclinal de Porto-Sátão (Aguado & Azevedo, 2013).
No magmatismo granítico orogénico (porque relacionado com evolução orogénica varisca) são considerados dois grupos principais de granitóides:
- Grupo 1 - Granitos peraluminosos ou “granitos de duas micas” (moscovite dominante);
- Grupo 2 - Granitos monzoníticos e granodioritos ou “granitoides biotíticos com plagioclase cálcica” (Ferreira et al., 1987).
Os do primeiro grupo são "granitos mesocrustais" gerados por anatexia húmida controlada pelo metamorfismo regional; os do segundo tipo são "granitoides basicrustais" com fácies que podem variar de tonalitos a granodioritos e a granitos biotíticos ou até leucogranitos. Os granitos do grupo 1 estão geralmente em estreita associação espacial com terrenos metamórficos e são maioritariamente granitos sintectónicos e sin- a tardi tectónicos com D3. Os do grupo 2 ocorrem em maciços alongados mas também em intrusões mais ou menos circunscritas em geral bastante superficiais e são sintectónicos, tarditectónicos e pós-tectónicos (Ferreira et al., 1987, Noronha et al. 2013).
Merece particular destaque o “Batólito das Beiras” que intrui os terrenos autóctones da ZCI no centro norte de Portugal, isto é, os metassedimentos com idades compreendidas entre o Proterozóico Superior /Câmbrico Inferior e o Carbónico Superior, variavelmente afetados pela deformação varisca (Fig.10). Este batólito é constituído por diferentes maciços graníticos que se agrupam em quatro séries principais (Aguado & Azevedo, 2013):
- série dos granodioritos e granitos biotíticos sin-D3 (Maciços de Macieira e Casal Vasco);
- série dos leucogranitos e granitos de duas micas, fortemente peraluminosos, sin-D3 (Maciço de Junqueira);
- série dos granitos biotíticos tardi a pós-D3 e rochas básicas associadas (Maciço de Cota-Viseu);
- série dos granitos biotítico-moscovíticos tardi a pós-D3 (Maciços de Alcafache, Freixiosa e Dão).
2.2.2 – Campos pegmatíticos
A “Cintura Centro-Ibérica” (CCI) (Leal Gomes & Nunes, 2003) corresponde a uma unidade de distribuição regional de corpos e diques que abrangem o Norte e Centro de Portugal, que pode conter todas as classes pegmatíticas descritas por Ginsburg et al. (1979) (Fig.11). Na CCI os pegmatitos estão relacionados com as intrusões graníticas da Orogenia Varisca e tem idades semelhantes a estas entre os 300 e 250 Ma. Os granitos parentais são granitos sintectónicos de duas micas e granitos tardi a pós-tectónicos biotíticos e os pegmatitos da CCI provêm da fraccionação magmática destes granitos. No norte e centro de Portugal as direções NW-SE, NNE-SSW e ENE-WSW e especialmente as suas interseções, têm influência sobre a instalação dos pegmatitos e parecem controlar o seu alinhamento (Leal Gomes & Nunes, 2003).
Fig. 10: Esquema geológico do Batólito das Beiras, mostrando a distribuição dos granitoides variscos sin-D3 e tardi-pós-D3 (modificado de Azevedo et al., 2005; in Aguado & Azevedo, 2013).
2.2.2.1 - “Pegmatito do Companheiro”
Este pegmatito fica na região central de Portugal, entre Sátão e Penalva do Castelo, e pertence ao grande Campo de pegmatitos do Alto Vouga, mais concretamente ao grupo de pegmatitos Senhora de Assunção (Fig.12).
Este grupo concentra-se ao longo de um arco que se estende de norte para sul, desde Aguiar da Beira, passando por Sátão e Penalva do Castelo, até Fornos de Algodres. Este arco coincide com o bordo ocidental do Maciço de Aguiar da Beira, constituído por um granito porfiróide de duas micas essencialmente biotítico. Os pegmatitos podem concentrar-se em enxames constituídos por corpos isolados, acoplados ou em rosários. Os enxames com maior número de pegmatitos são o de Trancozelos-Travanca de Tavares e o de Sezures-Dornelas (Fig.12) onde se encontra o pegmatito estudado, que apresenta uma atitude geral NE-SW fortemente condicionada à geometria do granito e a lineamentos tardi-Hercínicos com esta
Fig. 11: Enquadramento dos campos pegmatíticos na CPCI (adaptado de Dias et al., 2013),
orientação. A organização em enxames é exclusiva da fácies Yπg – granito porfiroide de grão grosseiro essencialmente biotítico (Trabulo et al.1995).
Na zona de Companheiro e arredores ocorrem massas e/ou filões pegmatíticas e aplitopegmatíticas do tipo com moscovite e berilo que ocorrem encaixados em granitos porfiroides de grão grosseiro essencialmente biotíticos (Fig.13), que são granitos do Grupo 2 – “granitos biotíticos com plagioclase cálcica” tardi a pós-D3.
Mais concretamente, na zona onde se encontra o pegmatito de estudo, além de quartzo pode encontrar-se com facilidade feldspato sódico e potássico, moscovite e berilo. Nas zonas mais ricas em quartzo, é de assinalar um sistema de fraturação N30ºE, tardio, paralelo a um bandado definido pela alternância de quartzo leitoso com quartzo hialino (Freitas et al, 2014).
Fig. 12: Representação cartográfica dos granitos da região de Aguiar da Beira - Fornos de Algodres (adaptado de Trabulo et al., 1995).
2.2.2.2 - “Pegmatito de Mesquitela – Mangualde”
Na região de Mangualde ocorrem diferentes tipos de granitos que têm sido descritos de maneira um pouco distinta por vários autores. Por exemplo, Amílcar de Jesus (1931) distinguiu e descreveu diferentes fácies de granitos, como por exemplo o granito porfiroide (Mangualde, Fagilde e Mourilhe), o granito de duas micas (Mesquitela e de Cunha Baixa) e o granito fino (Albergaria).
Simões et al. (1994) classificaram os granitos tendo em conta a sua relação com D3 varisca e consideraram dois grupos, o dos granitos tardi a pós-D3 e o dos
granitos pós-D3, incluindo no primeiro grupo o granito moscovítico-biotítico de grão
médio (granito a Sul de Mangualde) e o granito biotítico-moscovítico, médio de tendência porfiroide (Cunha Baixa) e, no segundo grupo, o granito a granodiorito de Viseu-Mangualde (grão médio a grosseiro) (in Carolino, 2013).
Seguindo os critérios propostos por Ferreira et al. (1987), com base nas relações entre o período de instalação dos granitos e as fases de deformação varisca, como também na sua mineralogia, os granitos da região de Mangualde podem ser incluídos no grupo dos granitos sin a tardi e tardi a pós-tectónicos e por sua vez divididos em granitos biotíticos com plagióclase cálcica e granitos com duas micas.
O granito que ocorre em Mesquitela é um granito de grão médio de duas micas, em que a moscovite é mais abundante que a biotite, com esparsos megacristais, tardi a pós-D3 (Fig.14), que ocorre segundo um alinhamento ENE-WSW
em contacto com o granito biotítico porfiroide de grão médio a grosseiro de Mangualde. Os pegmatitos, geralmente subverticais N130º a N110º, são frequentes. São pegmatitos que se podem incluir no grupo de pegmatitos com berilo, columbite e fosfatos de Cerný & Ercit (2005).
O filão pegmatítico de Chão do Castanheiro, na zona do poço 3 de onde foi retirada a amostra de litiofilite, é essencialmente constituído por quartzo e feldspato potássico, albite, moscovite, litiofilite e berilo, e apresenta uma atitude sub-horizontal ao contrário do que é habitualmente considerado nos afloramentos e do que é ainda visível noutros poços (Carolino, 2013).
Fig.13: Excerto da Carta Geológica de Portugal à escala de 1:50 000 – Folha 17-B e respetiva legenda. Zona do pegmatito do Companheiro.
Fig. 14: Excerto da Carta Geológica de Portugal à escala de 1:50 000 – Folha 17-B e respetiva legenda. Zona do pegmatito de Mesquitela (Mangualde).
CAPÍTULO 3
Materiais e técnicas
de estudo
3.1 - Materiais e técnicas de estudo
O principal objetivo deste estudo consiste na caracterização dos fluidos aprisionados nas inclusões fluidas (IF) contidas nos minerais de berilo e de litiofilite, do pegmatito de Companheiro e do pegmatito de Mesquitela (zona do poço 3) respetivamente. Este estudo pode efetuar-se através de vários métodos que têm em vista a caracterização completa dos fluidos contidos nas inclusões e que são classificados em duas categorias (Roedder 1972, 1984): métodos não destrutivos e métodos destrutivos (que permitem ou não a repetição do estudo nas mesmas amostras). Para a realização do estudo das IF foram utilizados dois métodos não destrutivos, a microtermometria e a micro-espectrometria Raman.
Antes de tudo, prepararam-se lâminas espessas (cerca de 200 μm) dos minerais, berilo e litiofilite (Fig.15), para se poder analisar as IF. Após um breve estudo das inclusões, partiu-se as lâminas em porções mais pequenas de modo a serem acoplados aos microscópios de microtermometria. Para o estudo das IF e para as melhor localizar teve-se sempre a atenção de indicar a porção do mineral e as zonas onde as IF se encontravam, recorrendo-se também à ilustração das mesmas (Fig.16).
